Aportaciones-petrograficas-geoqumicas-e-isotopicas-en-la-caracterizacion-petrogenetica-de-rocas-volcanicas-de-la-Sierra-de-Pachuca

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Humanas / Sociais

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA
DE MÉXICO

FACULTAD DE CIENCIAS

APORTACIONES PETROGRÁFICAS,
GEOQUÍMICAS E ISOTÓPICAS, EN LA
CARACTERIZACIÓN PETROGENÉTICA DE ROCAS
VOLCÁNICAS DE LA SIERRA DE PACHUCA

T E S I S

QUE PARA OBTENER EL TÍTULO DE:
LICENCIADO EN
CIENCIAS DE LA TIERRA

P R E S E N T A :

IVÁN RAÚL MARTÍNEZ GONZÁLEZ

DIRECTOR DE TESIS:
DR. RAYMUNDO G. MARTÍNEZ SERRANO
2018

Veronica
Texto escrito a máquina
Veronica
Texto escrito a máquina
Veronica
Texto escrito a máquina
CIUDAD UNIVERSITARIA, CD.MX.

UNAM – Dirección General de Bibliotecas
Tesis Digitales
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mencionando el autor o autores. Cualquier uso distinto como el lucro,
reproducción, edición o modificación, será perseguido y sancionado por el
respectivo titular de los Derechos de Autor.

Nunca consideres el estudio como una obligación,
sino como una oportunidad para penetrar
en el bello y maravilloso mundo del saber.
Albert Einstein

AGRADECIMIENTOS ACADÉMICOS
A mi asesor el Dr. Raymundo G. Martínez Serrano por su infinita paciencia, sus excelentes
enseñanzas y su incondicional apoyo a lo largo de este trabajo de tesis, en el cual me orientó
y me proporcionó un gran número de herramientas y habilidades para ser, no sólo un buen
estudiante, investigador y profesional sino también una mejor persona.
Gracias al proyecto DGAPA-PAPIIT No.-IN111417 por proporcionar el apoyo económico
para la realización de los trabajos de campo y los análisis de laboratorio.
Agradezco a los miembros de mi jurado por brindarme parte de su valioso tiempo y por sus
inestimables comentarios que me ayudaron a mejorar este trabajo y aclarar algunas dudas,
gracias a la Dra. Laura Mori, Dr. Dante J. Morán Zenteno, Dra. Karina Elizabeth Cervantes
de la Cruz y a la Dra. Ana María Lizeth Caballero García.
Un extenso agradecimiento a los miembros del Laboratorio Universitario de Geoquímica
Isotópica (LUGIS) del Instituto de Geofísica, por permitirme usar su equipo. Quiero
agradecer en especial a la M. en C. Gabriel Solís Pichardo, por su enorme e incondicional
apoyo a lo largo de mi carrera universitaria, así como también durante la elaboración de los
análisis isotópicos, al M en C. Gerardo Arrieta por su apoyo durante la medición de las
muestras de laboratorio, así como por sus numerosos consejos y su entusiasmo para culminar
este trabajo, al Ing. Teodoro Hernández Treviño por sus lecciones y su entera disposición
durante la elaboración de los análisis petrográficos.
Muchas gracias a la Quím. Patricia Girón García y Santiago Avilés por la asesoría durante la
elaboración de los análisis de elementos mayores, en el Laboratorio de Fluorescencia de
Rayos X del Instituto de Geología, así como por sus ánimos, su entusiasmo y su completa
disposición para ayudarme a resolver todas mis dudas. También quiero agradecer a la M. en
C. Ofelia Pérez Arvizu del CGEO por su ayuda en la determinación de los elementos traza.
Finalmente quiero agradecer a la Universidad Nacional Autónoma de México, por brindarme
la oportunidad de estudiar en sus instalaciones y por ofrecerme una enorme cantidad de
apoyos para mi desarrollo académico y personal.

AGRADECIMIENTOS PERSONALES
A mi padre José Martínez, que ha sido un pilar muy importante en mi vida, gracias por su
apoyo incondicional y el sin número de valiosas enseñanzas que me ha inculcado, porque sé
que siempre puedo contar con su apoyo. A mi hermano José Martínez por su incalculable
soporte durante toda mi carrera universitaria, sin sus esfuerzos y ayuda este logro no hubiera
sido posible. También quiero extender mi agradecimiento de manera muy especial a mis
hermanos Francisco y Jorge Martínez y a mi madre Ana González, por soportar mis desvelos,
mis malos humores y por estar junto a mi ayudándome a superar todos los retos que se me
han presentado.
A lo largo de esta carrera universitaria tuve la oportunidad de conocer a personas
maravillosas que me brindaron su amistad, sus conocimientos y su entusiasmo. Quiero
agradecer a mi amiga Rebeca Raygosa que me ha brindado una amistad completamente
desinteresada y sincera, su apoyo ha sido incondicional. A mi amiga Mariana Sánchez que
me ha apoyado de infinitas maneras durante este camino. A mi amiga Maureen Galindo que
sin su ánimo y sus buenos consejos este sendero hubiera sido más difícil. A mi amigo Daniel
Guiseppe que ha sido una de las mejores personas que he tenido la oportunidad de conocer
en mi vida, siempre lo llevaré en mi memoria y en mi corazón.
No puedo olvidar agradecer a todos mis amigos, compañeros y profesores con los que
compartí momentos inolvidables a: Abi, Ximena, Lani, Adi, Alex, Rodrigo, Tanya, Melissa,
Priscila, Miriam, Jorge, Abril, Memo, Ángel, Idalia, Carlos, Mitzi, Andrea, Effy, Abel,
Claudio, Juan, Diana, Fer, Adhara, Mali, Nadia, Diego, entre muchos otros.
Deseo dedicar esta tesis de manera muy especial a todos aquellos profesores que siempre dan
lo mejor de sí mismos en su quehacer profesional para hacer de sus estudiantes personas
exitosas y con valores. En particular quiero agradecer a todos aquellos profesores que a lo
largo de mi vida creyeron en mi potencial y me apoyaron para que pudiera salir adelante, sin
su confianza y soporte no hubiera podido alcanzar esta meta.

ÍNDICE
RESUMEN………………………………………………………………………………….1
CAPÍTULO I
1. INTRODUCCIÓN………………………………………………………………………2
1.1 Localización y Vías de Acceso.…………………………………………………………3
1.2 Justificación………………………………………………….…………………………..5
1.3 Hipótesis.…………………………………………………….…………………....……..6
1.4 Objetivos del Estudio……………………………………………………………………6
1.5 Metodología……………………………………………………………………………..7
1.5.1 Trabajo de Gabinete ………………………………………………………………...7
1.5.2 Trabajo de Campo…………………………………………………………………...7
1.5.3 Trabajo de Laboratorio……………………………………………………………....8
1.6 Trabajos Previos del Área de Estudio…………………………………………………...8
CAPÍTULO II
2. MARCO GEOLÓGICO………………………………………………………………10
2.1 Sierra Madre Occidental……………………………………………………………….10
2.2 Transición magmática de la SMO a la FVTM………………………………………....14
2.3 Generalidades de la Faja Volcánica Trans-Mexicana (FVTM)………………………..16
2.3.1 Características Geofísicas……………………………………………………….....18
2.3.2 Evolución Magmática de la FVTM …………………………………………..…...19
2.4 Marco Geológico del Área de Estudio……………………………………………..…..22
2.4.1 Geología de la Sierra de Pachuca…………………………………………….…….23
2.4.2 Geología del Grupo Pachuca……………………………………………………….24
CAPÍTULO III
3. TÉCNICAS ANALÍTICAS……………………………………………………………27
3.1 Muestreo de Rocas Volcánicas………………………………………………………...27
3.2 Descripción Petrográfica y Conteo Modal de Fases….………………………………..28
3.3 Trituración y Pulverización…………………………………………………………….28
3.4 Cuarteo...……………………………………………………………………………….30
3.5 Análisis de Elementos Mayores por FRX………………………………..…………….31
3.6 Análisis de Elementos Traza por ICP-MS……………………………………………..31
3.7 Determinación de las Relaciones Isotópicas de Sr y Nd………………...……………..34

CAPITULO IV
4. GEOLOGÍA DE LA SIERRA DE PACHUCA…………………………………..….41
4.1 Formación Santiago
4.2 Formación Corteza…………………………………………………………………......444.3 Formación Pachuca…………………………………………………………………….46
4.4 Formación Real del Monte……………………………………………………………..47
4.5 Formación Santa Gertrudis………….………………………………………………....47
4.6 Formación Vizcaína……………………………………………………………………49
4.7 Formación Cerezo……………………………………………………………………...50
4.8 Unidad Ignimbrita Peñas Cargadas…………………………………………………….51
4.9 Formación Tezuantla…………………………………………………………………...52
4.10 Formación Zumate…………………………………………………….…………...52
4.11 Formación San Cristóbal………………………………………………………….54
4.12 Unidad
Cubitos…………………………………………………………………………57
CAPITULO V
5. RESULTADOS: PETROGRAFÍA, GEOQUÍMICA E ISOTOPÍA………………..59
5.1 Petrografía……………………………………………………………………………...59
5.1.1 Formación Santiago………………………………………………………………..59
5.1.2 Formación Pachuca………………………………………………………………...60
5.1.3 Formación Real del Monte…………………………………………………………62
5.1.4 Formación Vizcaína………………………………………………………………..64
5.1.5 Formación Cerezo………………………………………………………………….65
5.1.6 Dique Silícico………………………………………………………………………66
5.1.7 Ignimbrita Peñas Cargadas…………………………………………………………67
5.1.8 Formación Tezuantla……………………………………………………………….69
5.1.9 Formación San Cristóbal…………………………………………………………...70
5.1.10 Cubitos…………………………………………………………………...………...71
5.2 Geoquímica…………………………………………………………………………….73
5.2.1 Elementos Mayores………………………………………………………………...73
5.2.2 Elementos Traza……………………………………………………………………78
5.2.3 Diagramas Multi-elementales……………………………………………………...82
5.2.4 Tierras Raras (REE)………………………………………………………………..84
5.3 Isotopía de Sr y Nd……………………………………………………………………..86
CAPITULO VI
6. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES……………………………………………………90
6.1 Relaciones Estratigráficas y Petrográficas de la Sierra de Pachuca……………………90
6.2 Interpretaciones Geoquímicas e Isotópicas………………………………………….....94
6.3 Relación Tectónica y Magmatismo de la Sierra de Pachuca…………………………101
6.4 Modelo Tectono-Magmático para las rocas de la Sierra de Pachuca…………………104
6.5 Conclusiones………………………………………………………………………….109
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS…………………………………………………110
ANEXOS…………………………………………………………………………………….i
Tabla A-1 Análisis modal de las muestras más representativas de la Sierra de
Pachuca………………………………………………………………………………………i
Tabla A-2 Datos de los elementos mayores y traza de la Sierra de
Pachuca……………………………………………………………………………………...ii

ÍNDICE DE FIGURAS
CAPÍTULO I
Figura 1.1 Modelo digital de elevación con la ubicación del área de estudio, así como algunas
estructuras volcánicas circundantes………………………………………………………….4
Figura 1.2 Mapa del Estado de Hidalgo que muestra la localización de los principales
municipios y vías………………………………………………………………………….....5
CAPÍTULO II
Figura 2.1 Diferentes complejos ígneos que conforman a la Sierra Madre Occidental y sus
límites con la FVTM………………………………………………………………………..13
Figura 2.2 Distribución geográfica de fechamientos de roca del centro de México………..15
Figura 2.3 Mapa con las principales provincias geológicas de México, donde se observa la
ubicación de la FVTM……………………………………………………………………...16
Figura 2.4 Mapa satelital donde se observan los principales terrenos tectonoestratigráficos
de México…………………………………………………………………………………..17
Figura 2.5 Mapa digital de elevación con la ubicación de la FVTM y los espesores de la
corteza para el centro de México……………………………………………………………19
Figura 2.6 Mapas digitales de elevación con la evolución magmática de la
FVTM………………………………………………………………………………………21
CAPÍTULO III
Figura 3.1 A) Se muestra el proceso de extracción de una muestra en campo. B) Proceso de
trituración de una muestra de roca…………………………………………………………..28
Figura 3.2 A) Proceso de lavado de las rocas. B) Fragmentos ya lavados y en proceso de
secado………………………………………………………………………………………29
Figura 3.3 A) Mortero mecánico marca BICO. B) Anillos de acero donde se introduce la
muestra. C) Polvo resultante de la pulverización en el mortero……………………………..30
Figura 3.4 A y B) Imágenes que muestran el proceso de cuarteo de una muestra de roca. C)
Pesaje posterior al cuarteo de la roca………………………………………………………..31
Figura 3.5 A) Mufla de calentamiento donde se introducen las muestras. B) Pesaje del
fundente con la muestra. C) Proceso de fundición de la muestra. D) Perlas resultantes de la
fundición…………………………………………………………………………………...33
Figura 3.6 Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI) del Centro de Geociencias, Campus
Juriquilla, UNAM…………………………………………………………………………..34
Figura 3.7 A) Ventilador de antiestática. B) Pesaje de las bombas para obtener el peso de las
muestras. C) Calentamiento de las muestras………………………………………………..36
Figura 3.8 A) Columnas de intercambio iónico. B) Vasos de Teflón de 2 mL de una solución
con el Sr…………………………………………………………………………………….37
Figura 3.9 Columnas de intercambio iónico permanentes, utilizadas para la separación del
Nd…………………………………………………………………………………………..39
Figura 3.10 A) Carga de las muestras en los filamentos. B) Magazín con las muestras. C)
Espectrómetro de Masas……………………………………………………………………40
CAPÍTULO IV
Figura 4.1 Mapa geológico de la Sierra de Pachuca………………………………………..42
Figura 4.2 Imagen panorámica donde del Cerro Lobo……………………………………..44
Figura 4.3 A) Afloramiento ubicado en el Cerro Lobo. B) Se observa una estructura
fluidal………………………………………………………………………………………45
Figura 4.4 Afloramiento de roca blanca con diaclasamiento subvertical…………………..45
Figura 4.5 A) Afloramiento del Cerro San Cristóbal. B) Veta de cuarzo de 3 cm aprox. que
corta a la roca……………………………………………………………………………….47
Figura 4.6 A) Afloramiento del Cerro las Brujas con roca porfídica. B) Bloques de roca en
la cima del Cerro las Brujas…………………………………………………………………48
Figura 4.7 Imagen de un afloramiento de roca del parque Peñas Cargadas………………...49
Figura 4.8 A) Afloramiento de roca en la cima del Cerro las Brujas. B) A detalle se observa
la presencia de líticos de diferentes tamaños………………………………………………..50
Figura 4.9 Ignimbrita Peñas Cargadas……………………………………………………..52
Figura 4.10 Banco de material de Santa Rosalía, en el que se observa una serie de depósitos
piroclásticos………………………………………………………………………………...53
Figura 4.11 A) Imagen panorámica del Cerro San Cristóbal. B) Acercamiento del Cerro San
Cristóbal……………………………………………………………………………………55
Figura 4.12 A) Imagen panorámica del centro de la ciudad de Pachuca, donde se observan
los Cerros Cubitos y Saucillo. B) Morfología del Cerro Cubitos. C) Bloques de roca ubicados
en el Cerro Cubitos…………………………………………………………………………57
CAPÍTULO V
Figura 5.1 Fotomicrografías de las rocas de la Formación Santiago. A) Muestra SP-5, roca
con textura porfídica. B) Muestra SP-6A con un fenocristal de pseudoanfíbol. C) Muestra
SP-6B con fenocristales de piroxeno…………………………………………………….…60
Figura 5.2 Características de las rocas de la Formación Pachuca. A) Muestra SP-10, roca
con textura porfídica. B) Roca SP-13 con textura porfídica. C) Muestra SP-16 con
psedomórfos fuertemente alterados………………………………………………………...62
Figura 5.3 Imágenes de rocas de la Formación Real del Monte. A) Muestra SP-8 roca con
textura porfídica. B) Muestra SP-7A con fenocristales. ……………………………………63
Figura 5.4 Microfotografías de las rocas del parque de Peñas Cargadas y el cerro el Voladero.
A) Muestra SP-20. B) Muestra SP-20 con pseudomorfo de anfíbol………………………...65
Figura 5.5 Imágenes petrográficas de las rocas de la Formación Cerezo. A) Muestra SP-8B3
con textura axiolítica. B) Fenocristales……………………………………………………..66
Figura 5.6 Muestras SP-4. A) fenocristales de cuarzo fracturados. B) un cristal de cuarzo
engolfado…………………………………………………………………………………...67
Figura 5.7 Microfotografías de la muestra SP-18 recolectada en el parque de Peñas
cargadas…………………………………………………………………………………….68
Figura 5.8 A) Roca SP-21A con cristales de cuarzo y biotita. B) Muestra SP-17 con una
textura vitroclástica………………………………………………………………………...70
Figura 5.9 Imágenes de la muestra SP-12 del Cerro San Cristóbal.A) fenocristales de
piroxeno. B) Fenocristal de plagioclasa ……………………………………………………71
Figura 5.10 Microfotografias del Cerro de Cubitos y Saucillo. A) Muestra SP-1S con textura
microlítica. B) Muestra SP- 9. C) Muestra SP-1V con pseudomorfo de anfíbol
…………………………………………………………………………….………………..72
Figura 5.11 Diagrama de TAS para las rocas de la Sierra de Pachuca. También se presenta
la división entre series alcalina y subalcalina……………………………………………….74
Figura 5.12 A) Diagrama ternario AFM para las rocas de la Sierra de Pachuca. B) Diagrama
de SiO2 vs K2O con la división de las rocas subalcalinas……………………………………75
Figura 5.13 Diagramas de Harker para las rocas de la Sierra de Pachuca…………………..77
Figura 5.14 Diagramas de variación para algunos elementos traza de la Sierra de
Pachuca…………………………………………………………………………………….81
Figura 5.15 Diagramas multi-elementales para las rocas analizadas de la Sierra de
Pachuca…………………………………………………………………………………….83
Figura 5.16 Diagramas de araña o de Tierras Raras para las rocas de las Sierra de
Pachuca…………………………………………………………………………………….85
Figura 5.17 Diagrama 87Sr/86Sr vs εNd de la Sierra de Pachuca……………………………89
CAPÍTULO VI
Figura 6.1 Diagrama Ce vs La (modificado de Mori et al., 2009) que muestra una correlación
positiva entre estos elementos para la mayoría de las rocas analizadas…………………….96
Figura 6.2 #Mg para las rocas de la Sierra de Pachuca……………………………………98
Figura 6.3 Diagrama de SiO2 vs
87Sr/86Sr para las rocas de la Sierra de
Pachuca…………………………………………………………………………………...100
Figura 6.4 Modelo tectono-magmático para explicar la generación de los magmas de la SMO
y posible asociación a SP…………………………………………………………………107
Figura 6.5 Modelo tectono-magmático que ejemplifica la generación de magmas asociados
a la FVTM y asociación a SP…………………………………………..…………………108

ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 2.1 Características más importantes de los 5 pulsos magmáticos que conforman a la
SMO………………………………………………………………………………………..11
Tabla 2.2 Principales características de las formaciones que constituyen a la Sierra de
Pachuca…………………………………………………………………………………….25
Tabla 2.3 Nuevas división de unidades para las rocas volcánicas que conforman a la Sierra
de Pachuca, así como la columna estratigráfica…………………………………………….26
Tabla 3.1 Procedimiento general de separación de Sr y Tierras Raras en columnas de
intercambio iónico………………………………………………………………………….37
Tabla 3.2 Procedimiento general para la separación del Nd en columnas de intercambio
iónico……………………………………………………………………………………….38
Tabla 4.1 Coordenadas geográficas de los puntos de muestreo para el área de estudio de la
Sierra de Pachuca…………………………………………………………………………...43
Tabla 4.2 Fechamientos isotópicos de rocas de la Sierra de Pachuca y áreas
circundantes………………………………………………………………………………...58
Tabla 5.1 Datos de las relaciones isotópicas de las muestras de la Sierra de
Pachuca…………………………………………………………………………………….89

RESUMEN
De acuerdo con estudios previos, la Sierra de Pachuca está situada en el distrito minero de
Pachuca-Real del Monte, a 120 km al noreste de la Ciudad de México, en el Estado de
Hidalgo. Se encuentra dentro del sector oriental de la Faja Volcánica Trans-Mexicana
(FVTM). Está conformada por diversas estructuras volcánicas que se emplazaron en 3
eventos. El Evento Volcánico Inferior (EVI) está constituido por las 6 primeras Formaciones
del Grupo Pachuca (Santiago, Corteza, Pachuca, Santa Gertrudis y Vizcaína) formado por
flujos lávicos y domos de composición de andesita y dacita, emplazados del Oligoceno al
Mioceno-Temprano. El Evento Volcánico Medio (EVM) está constituido por las dos últimas
Formaciones del Grupo Pachuca (Cerezo, Tezuantla y Unidad Peñas Cargadas) está formado
por ignimbritas y depósitos piroclásticos de composición riolítica, en un intervalo de edad
del Mioceno Temprano-Medio. El Evento Volcánico Superior (EVS) está constituido por la
Formación San Cristóbal y la Unidad Cubitos, que están conformadas por flujos lávicos y
domos de composición andesítica con una edad del Mioceno Medio.
Con la finalidad de aportar más información petrográfica, geoquímica e isotópica que nos
permita entender los procesos petrogenéticos que ocurrieron durante la formación de estas
rocas. Se realizaron análisis petrográficos de 30 muestras recolectadas de las localidades tipo
de la Sierra de Pachuca. Posteriormente, se llevó a cabo el análisis geoquímico de elementos
mayores a 18 muestras por el método de FRX y el análisis de elementos traza y Tierras Raras
a 12 muestras por el método de ICP-MS. Además, se realizó el análisis isotópico de Sr y Nd
a 12 muestras por el método de TIMS y se llevó a cabo un fechamiento a una muestra de la
Fm. San Cristóbal por el método de K-Ar (Proyecto: PAPIIT-IN111417).
Las rocas que conforman el Grupo Pachuca presentaron texturas porfídicas, hipocristalinas,
con composiciones andesíticas, dacíticas y riolíticas. Muchas de ellas presentaron
intemperismo principalmente por oxidación, mientras que las rocas del EVS son de
composiciones andesíticas y presentan texturas afaníticas con escasos fenocristales. Las
rocas de la Sierra de Pachuca tienen un comportamiento geoquímico similar, ya que todas
pertenecen a la serie subalcalina, con porcentajes de sílice que van del 58 al 82% en peso.
Respecto a los elementos traza corresponden a firmas típicas de subducción. Las rocas
presentaron anomalías negativas de los HFSE (Nb, Ta, Hf), P y Ti, así como anomalías
positivas de los LILE (Ba, Sr, Pb y k). Los patrones de Tierras Raras exhiben enriquecimiento
de las ligeras con respecto a las pesadas. Las relaciones isotópicas de Sr y Nd, se ajustaron
al arreglo del manto y en el caso del EVI y EVM presentan valores radiogénicos de Sr
(0.70517-0.70433) y bajos de εNd (-4.40-0.450), lo que sugiere que interactuaron con una
fuente cortical, a excepción del EVS. El fechamiento realizado a la Fm. San Cristóbal dio
una edad de 11.39±0.24 Ma, lo que evidenció que los magmas de la Sierra de Pachuca
presentan una edad más antigua que la estimada anteriormente.
Las evidencias geológicas y geoquímicas muestran que los magmas que constituyen a la
Sierra de Pachuca están asociados a procesos de subducción, en este caso relacionados a los
ocurridos en la Trinchera Mesoamericana, sin embargo, no es claro su origen tectónico y
tampoco la provincia geológica a la que están asociados. Se propone que la Sierra de Pachuca
es un Complejo Volcánico con varias cámaras magmáticas, que permitieron obtener magmas
porfídicos e ignimbritas y que se fueron emplazando a través del tiempo hasta formar esta
gran estructura volcánica.

CAPÍTULO I
INTRODUCCIÓN
La Sierra de Pachuca se localiza dentro del distrito minero de Pachuca-Real del Monte en el
Estado de Hidalgo. Está conformada por una secuencia de rocas volcánicas que, según las
edades propuestas hasta ahora, fueron emplazadas durante un proceso de transición entre dos
de las provincias magmáticas más grandes del país. Las primeras unidades que conforman
esta secuencia, se piensa que pudieran estar asociadas con los últimos eventos magmáticos
de la Sierra Madre Occidental (SMO), y el resto de unidades estarían relacionadas a los
primeros pulsos y posterior evolución de la Faja Volcánica Trans-Mexicana (FVTM). La
FVTM representa la provincia del Neógeno más grande de Norteamérica y abarca una
enorme extensión (~160,000 km2) del territorio mexicano (Ferrari et al., 2012). Es por ello,
que ha sido una de las provincias volcánicas más estudiadas, y que ha generado una enorme
curiosidad en la comunidad científica, que ha propuesto diversas explicaciones sobre los
procesos que formaron este arco magmático.
El distrito minero de Pachuca-Real del Monte ha sido una de las localidades más importantes
en la historia de México, por los volúmenes de minerales metálicos que se hanextraído desde
la época prehispánica hasta nuestros días. Tan sólo, desde la época de la colonia (a principios
del siglo XVI) hasta el año de 1960, se habían extraído 38 millones de toneladas de plata fina
y más de 192 mil toneladas de oro fino, siendo esta cantidad de plata equivalente al 6% de la
producción mundial hasta ese momento (Geyne et al., 1963). Además, la Sierra de Pachuca
y el distrito minero de Pachuca-Real del Monte forman parte del Geoparque Comarca
Minera, que el pasado 05 de mayo del 2017 fue homologado por la Organización de las
Naciones Unidas para la Educación, la Ciencia y la Cultura (UNESCO), debido a su enorme
diversidad e importancia geológica, donde se moldean geoformas, se presentan estructuras
geológicas únicas y se conjugan dos de las provincias geológicas más importantes del país,
convirtiendo así a la Comarca Minera en un sitio de interés mundial (UNESCO, 2017).
A pesar de ser un área rica en recursos minerales, la información geológica de la zona es
escasa y mucha de ella se ha concentrado sólo en develar procesos geológicos muy
específicos, dejando de lado el entendimiento y origen de las estructuras que se presentan en
la zona. El trabajo geológico más importante que se tiene de la Sierra de Pachuca es el

elaborado por Geyne et al. (1963) quienes compilan toda la información geológica recabada
del área desde mediados del siglo XIX hasta el año de 1960. Existen algunos estudios
geológicos regionales realizados para la elaboración de las cartas geológico-mineras de
Pachuca por López-Reyes et al. (1997) a escala 1:250.000 y Sánchez-Rojas et al. (2005) a
escala 1:50.000, ambas a cargo del Servicio Geológico Mexicano (SGM). No obstante, es
necesario efectuar estudios geológicos, geoquímicos e isotópicos detallados de la Sierra de
Pachuca que aporten información básica para tratar de dilucidar algunos de los procesos
petrogenéticos que dieron lugar a las rocas volcánicas que la conforman. Además, con estos
estudios se podrán entender las distintas relaciones estratigráficas, que son evidencia de
diversos eventos magmáticos y comprender cómo se relacionan todos estos productos
volcánicos con el desarrollo de la SMO y el origen y evolución de la FVTM. Los estudios
realizados en el presente trabajo pretenden aportar información geológica, geoquímica e
isotópica sobre la evolución volcánica de la porción sur de la Sierra de Pachuca.

1.1 Localización y Vías de Acceso
El área de estudio se localiza en el centro y este de la Ciudad de Pachuca, Estado de Hidalgo,
dentro del sector oriental de la FVTM, a 120 km al noreste del frente volcánico actual y de
la Ciudad de México. Se encuentra delimitada por las coordenadas 20°9’18.55’’-
20°3’25.28’’ latitud Norte y 98°46’35.64’’ - 98°36’28.37’’ de longitud Oeste. Abarca los
municipios de Pachuca de Soto, Mineral del Monte, Mineral de la Reforma y Epazoyucan,
en un área de 200 km2 que se encuentra en las cartas topográficas de Pachuca de Soto (F14-
D81) y Tulancingo (F14-D82) a escala 1: 50,000 de INEGI (Figura 1.1).

Figura 1.1 Modelo digital de elevación con la ubicación del área de estudio (rectángulo rojo), así
como algunas estructuras volcánicas que se encuentran a su alrededor. En el cuadro en la esquina
superior derecha, se observa la localización del área de estudio dentro del sector oriental de la FVTM.
También se muestra la disposición de otras provincias geológicas de México.

Las principales vías de acceso son la carretera federal No. 85 México-Pachuca, Pachuca-
Ciudad Sahagún, carretera federal No. 130 Pachuca-Tulancingo y el Corredor Turístico de la
Montaña. Para ingresar a los afloramientos hay un gran número de caminos pavimentados,
de terracería y veredas (Figura 1.2).

Figura 1.2. Mapa del Estado de Hidalgo que muestra la localización de los principales municipios
que lo constituyen, así como las principales vias de acceso. En el recuadro amarillo se encuentra la
ubicación del área de estudio. (Imagen tomada de Sanchéz-Rojas et al., 2005).
1.2 Justificación
La Sierra de Pachuca es parte del Geoparque Comarca Minera y contiene una enorme
cantidad de yacimientos minerales, por lo que tiene una importancia patrimonial de gran
relevancia en el país y en el mundo. Esta sierra fue caracterizada geológica y
estratigráficamente por Segerstrom (1961) y Geyne et al. (1963). Posteriormente se
realizaron aportaciones a nivel regional en la caracterización geológica de la Sierra durante
la elaboración de las cartas geológico-mineras por López-Reyes et al. (1997), Sánchez-Rojas
et. al. (2005) y Ramírez-Tello et al (2016). Estos autores aportaron descripciones geológicas
y estratigráficas, así como algunos análisis químicos del área. Sin embargo, aún se carece de
análisis geoquímicos e isotópicos que contribuyan con más información acerca de los
procesos petrogenéticos que dieron origen a las rocas volcánicas del área tales como:
determinar el tipo de fuente magmática, procesos de cristalización fraccionada y
contaminación cortical, entre otros. Por lo cual, la aportación de datos petrográficos,
geoquímicos e isotópicos son fundamentales para la caracterización geológica de la Sierra de
Pachuca, y una importante contribución al entendimiento de la evolución tectóno-magmática

en la zona centro-oriental del país; especialmente asociado al origen y evolución de la FVTM
en su sector oriental, así como a su papel en el registro volcánico de la Cuenca de México.
1.3 Hipótesis
La Sierra de Pachuca, está constituida por una secuencia de rocas volcánicas con edades
iniciales del Oligoceno al Mioceno temprano, según las correlaciones propuestas por Geyne
et al. (1963). Estas edades inferidas geológicamente coinciden con las fases finales del
magmatismo de la Sierra Madre Occidental, y a su vez, con los primeros eventos magmáticos
asociados con la FVTM, que han sido propuestos por diversos autores (Mooser, 1972;
Pasquaré et al., 1988, 1991; Ferrari et al., 1994; Ferrari et al., 2012). Por las características
geográficas y la composición predominantemente intermedia y félsica de las rocas que
conforman a la Sierra de Pachuca, se propone que estas rocas forman parte de un proceso de
transición entre los últimos eventos magmáticos de la Sierra Madre Occidental y el inicio de
la actividad dentro del arco magmático de la FVTM. Por lo tanto, se deben obtener magmas
calco-alcalinos con firmas geoquímicas relacionadas a procesos de subducción y relaciones
isotópicas de 87Sr/86Sr y de 147Nd/144Nd que se ajusten al arreglo del manto.
1.4 Objetivos del Estudio
Contribuir en la caracterización petrogenética de las rocas magmáticas que conforman a la
Sierra de Pachuca, con la finalidad de identificar el origen y la evolución de los eventos
ígneos que la conforman.
Objetivos Particulares:
➢ Elaborar un mapa geológico a escala 1:25,000 donde se determine la localización y
distribución de las unidades y estructuras estudiadas de la Sierra de Pachuca.
➢ Caracterizar petrográficamente las unidades litológicas del área de estudio.
➢ Aportar datos geoquímicos (elementos mayores y traza) e isotópicos (Sr y Nd) de las
rocas volcánicas del área de estudio.
➢ Comparar los datos geoquímicos e isotópicos del área de estudio con localidades
vecinas con el fin de entender la evolución magmática de la Sierra de Pachuca y su
relación con el origen y desarrollo de la FVTM.

1.5 Metodología
En seguida se mencionará de manera breve y resumida, la metodología que se llevó a cabo
para el cumplimiento de los objetivos propuestos en este trabajo.
1.5.1 Trabajo de Gabinete
Consistió en la recopilación bibliográfica de libros, artículos, tesis, informes y mapas que
incluyeran información geológica, estratigráfica, geoquímica y tectónica del área de estudio,
tanto a escala regional como local.Así mismo, se realizó un análisis detallado de las cartas
topográficas de Pachuca de Soto (F14-D81) y Tulancingo (F14-D82) a escala 1: 50,000 de
INEGI, para determinar la ubicación de las estructuras volcánicas y unidades litológicas del
área de estudio.
Para el procesamiento de los datos e información adquiridos se hizo uso de diferentes
programas computacionales, entre ellos Google Earth, Arc Map, Corel, Qgis y Excel. Esto
con la finalidad de ubicar las diferentes muestras tomadas en campo, además de elaborar y
editar diferentes mapas que ilustren las estructuras y unidades volcánicas. Algunos de estos
programas se utilizaron para la representación y procesamiento de los datos geoquímicos e
isotópicos obtenidos.
1.5.2 Trabajo de Campo
Se realizaron diferentes salidas al campo durante los meses de enero, febrero y marzo del
2017. En estas salidas al campo, se llevaron a cabo descripciones detalladas de los
afloramientos y estructuras geológicas visitadas realizando una clasificación geológica de las
unidades observadas, así como un registro de su ubicación y acceso. Durante estas jornadas
de trabajo de campo se recolectaron muestras representativas de las diferentes unidades
litológicas y afloramientos para su posterior estudio y análisis en gabinete. Se procuró que
las muestras presentaran el menor grado de alteración o intemperismo posible, se depositaron
en bolsas de plástico bien selladas y se etiquetaron con la abreviatura SP-.
1.5.3 Trabajo de Laboratorio
Durante esta etapa se llevó acabo la caracterización petrográfica y geoquímica de las
muestras más representativas de las unidades litológicas identificadas en campo. Se

describieron las diferentes texturas de las rocas y se obtuvo la abundancia modal de los
minerales presentes con la ayuda de microscopios de polarización y un contador de puntos
manual del Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS), Instituto de
Geofísica. Se determinaron las concentraciones de elementos mayores, de muestras
seleccionadas, en el laboratorio de Fluorescencia de Rayos X del Laboratorio Nacional de
Geoquímica y Mineralogía (LANGEM) de la UNAM. Mientras que las concentraciones de
elementos traza se determinaron en el Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI) del Centro
de Geociencias de la UNAM. En cuanto a los análisis isotópicos, estos se realizaron en el
LUGIS del Instituto de Geofísica, UNAM.
1.6 Trabajos Previos del Área de Estudio
Como se mencionó precedentemente, la mayoría de los trabajos realizados en el área de
estudio han sido caracterizaciones geológicas regionales, las cuales se han enfocado en la
cartografía y estratigrafía de la zona. A continuación, se presentan brevemente algunos de
los principales estudios llevados a cabo:
• Segerstrom (1961) realizó un trabajo geológico y estratigráfico en el distrito de
Pachuca-Real del Monte. Describe que la Sierra de Pachuca está conformada por un
grupo de rocas volcánicas muy falladas, alteradas hidrotermalmente y mineralizadas.
Propone 7 formaciones de origen volcánico compuestas principalmente por andesitas
y riolitas, pero no especifica los nombres para estas formaciones.
• Geyne et al. (1963) realizaron un trabajo cartográfico, estratigráfico y minero del
distrito de Pachuca-Real del Monte. Hacen la propuesta de dividir a la Sierra de
Pachuca en 10 formaciones de origen volcánico, de las cuales 8 formaciones fueron
agrupadas dentro del Grupo Pachuca. Les asignaron edades del Oligoceno al
Plioceno, y hasta la fecha es el trabajo más completo que se tiene del área de estudio.
• López-Reyes et al. (1997) se encargaron de la elaboración de la carta Geológico-
Minera de Pachuca, a escala 1:250,000. Reportan una gran variabilidad de tipos de
roca a lo largo de toda la carta, tanto de origen sedimentario, ígneo y metamórfico.
Mencionan un basamento heterogéneo, siendo el más antiguo de origen precámbrico.
También identifican sistemas de fallas con orientaciones NW-SE y NE-SW.

• Sánchez-Rojas et al. (2005) realizaron la carta Geológico-Minera de Pachuca a una
escala 1:50,000. Hacen una propuesta de reagrupar en 3 unidades las formaciones
nombradas por Geyne et al. (1963), pero conservan las mismas descripciones
realizadas por estos autores. Aportan algunos términos actualizados, así como
descripciones respecto a la geología de campo. Proponen a la Sierra de Pachuca como
parte de la FVTM.
• Ramírez-Tello et al. (2016) realizaron la cartografía Geológico-Minera de
Tulancingo, registran las rocas pertenecientes a la Sierra de Pachuca, pero no entran
en detalles en su descripción, sólo mencionan paquetes de rocas de composiciones
intermedias con intercalaciones de depósitos piroclásticos.

CAPÍTULO II
MARCO GEOLÓGICO
Para poder entender a cabalidad los procesos geológicos y petrogenéticos que dieron lugar a la
formación de la Sierra de Pachuca, es importante conocer el marco geológico en el que se asienta.
Por lo menos, la Sierra de Pachuca por su ubicación geográfica y temporalidad hasta ahora
conocida, formaría parte de dos de las provincias geológicas más grandes de México, que es la
Sierra Madre Occidental (SMO) y con mayor predominancia de la Faja Volcánica Trans-
mexicana (FVTM). Por lo cual, es fundamental conocer y comprender los diferentes eventos
geológicos que han acontecido en esta área y cómo ha sido su origen, evolución y término, para
poder elaborar interpretaciones que sean congruentes con su desarrollo. A continuación, se
presentan algunas de las características más importantes de la SMO, y con mayor énfasis en las
de la FVTM, así como también se mencionan los principales trabajos que se han desarrollado
para su investigación.
2.1 Sierra Madre Occidental (SMO)
La Sierra Madre Occidental se ha definido como una provincia fisiográfica que se ubica al oeste
de México, con una longitud de 1,300 km y un ancho variable de 200 a 400 km (Figura 2.1). Se
extiende desde la frontera con los EE. UU. al norte de México y hasta la FVTM en el centro del
país (Demant et al., 1989). La provincia está limitada por la Mesa Central hacia el oriente y por
el Golfo de California hacia el occidente. Como provincia ígnea va más allá de los límites
establecidos para la provincia fisiográfica y abarca también a la Mesa Central y la parte oriental
de Chihuahua (Ferrari et al., 2005) (Pasquarè et al., 1991; Alba-Aldarve et al., 1996; Morán
Zenteno et al., 1999). Esta provincia volcánica cenozoica está caracterizada por la presencia de
grandes volúmenes de ignimbritas. De hecho, se considera a la Sierra Madre Occidental como la
provincia ígnea silícica más grande del Cenozoico en el Mundo. Se ha estimado que presenta una
cubierta ignimbrítica de 300,000 km2 (McDowell y Keizer, 1977; Ward, 1995; Ferrari et al.,
2005).
La SMO está conformada por diferentes conjuntos ígneos que se formaron en un arco magmático,
como consecuencia de la subducción de la gran placa de Farallón debajo de la placa
Norteamericana (Ferrari et al., 2005). Se han propuesto 5 pulsos magmáticos los que han
conformado a la SMO. En la Tabla 2.1 se mencionan sus principales características:

Tabla 2.1 Características más importantes de los 5 pulsos magmáticos que conforman a la SMO. (Información tomada de Ferrari et al., 2005).

Como provincia volcánica, la SMO ha sido principalmente conocida debido a los grandes
volúmenes de ignimbritas que la constituyen, que en algunos casos presentan espesores de
hasta 1,000 m, los cuales se emplazaron preferentemente al occidente del país. Esta secuencia
fue nombrada como Súper-grupo Volcánico Superior (SVS) y está compuesta por tobas de
flujos piroclásticos, depósitos de caída y lavas de composición félsica a intermedia, aunque
pueden existir algunas lavas máficas. Estudiosgeocronológicos han mostrado que estos
depósitos se dieron en dos pulsos: un primer pulso ocurrió a principios del Oligoceno y se
dio a lo largo de toda la provincia, y un segundo pulso ocurrió en el Mioceno Temprano y se
emplazó a lo largo de la parte suroeste de la SMO (Ferrari et al., 2005).
Según estudios geoquímicos e isotópicos previos, se ha interpretado que los magmas que
formaron al SVS pudieron originarse como parte de la fusión parcial de la corteza continental
inferior, causada por un emplazamiento de magmas basálticos mantélicos de igual volumen
(Aranda-Gómez et al., 2000). También se han propuesto procesos de cristalización
fraccionada de magmas mantélicos y asimilación cortical para explicar la presencia de estas
unidades riolíticas (Aranda-Gómez et al., 2000).
La SMO ha sufrido varios procesos de deformación, el primero está asociado con la orogenia
Laramide, que afectó algunas secuencias cretácicas en el norte de Sonora, pero no generó
una deformación intensa en las rocas del Complejo Volcánico Inferior (CVI). El siguiente
proceso de deformación ha sido preferentemente extensional, en distintos lapsos que se ubica
desde finales del Eoceno pero con predominancia en el Oligoceno, donde aparentemente el
núcleo de la sierra constituye una especie de división geográfica, entre lo que se conoce como
la provincia de Cuencas y Sierras Mexicana y la Provincia Extensional del Golfo (Aranda-
Gómez et al., 2000; Ferrari et al., 2005).

Figura 2.1 Se observan los diferentes complejos ígneos que conforman a la Sierra Madre Occidental
y sus límites con la FVTM. Los segmentos punteados con los signos de interrogación simbolizan que
los contactos fueron inferidos. Imagen tomada de (Ferrari et al., 2005).

2.2 Transición magmática de la SMO a la FVTM
El vulcanismo Cenozoico ocurrido en el noroccidente y centro de México se ha relacionado
principalmente con dos provincias magmáticas, una de ellas es la SMO y la otra la FVTM.
Estás dos provincias, que presentan patrones magmáticos muy característicos, se traslapan
por lo menos desde las costas del Pacífico hasta los límites con las Ciudad de México. El
límite entre estas provincias ha sido muy discutido y no es muy claro, ya que no se ha
entendido aún con precisión la evolución geográfica que ha tenido la actividad magmática en
esta región (Ferrari et al.,1999).
Hay dos características principales que diferencian a la SMO y a la FVTM y son: la
orientación del arco y la composición de los magmas. La SMO tiene una orientación
preferencial NNW-SSE, NW-SE que es subparalela a la zona de la paleo-trinchera del NW
de México, con magmas predominantemente silícicos y que se manifiestan así durante todo
el Oligoceno. Por el contrario, a partir del Mioceno Temprano, estas características
comienzan a cambiar en la tectónica del centro de México e inicia un nuevo arco con
orientación preferencial E-W y composiciones andesíticas y basálticas. Este magmatismo se
ha asociado con la FVTM (Ferrari et al.,1999).
Después de la realización de estudios espaciotemporales en la zona del centro de México, se
obtuvo que la orientación del frente volcánico giró unos 30° en sentido contrario al de las
manecillas del reloj, desde la orientación característica de la SMO hasta la que presenta la
FVTM. Esta reorientación ha sido asociada con cambios en la geometría y la estructura
térmica de las placas oceánicas en subducción debajo de las continentales. También, es
importante mencionar que hubo una deformación transcurrente dentro de la transición de la
SMO-FVTM, lo que indicaría que el vulcanismo inicial de la FVTM estuvo relacionado con
un sistema de fallas trans-tensionales izquierdas. Esto produjo conductos preferentes para el
ascenso del magma y probablemente fueron un factor importante en la determinación de la
oblicuidad del arco con respecto a la trinchera, (Aranda-Gómez et al., 2000).
En la Figura 2.2 se puede observar, con base en una gráfica de edades, la evolución
magmática en el norte y centro del país de estas dos provincias. Desde los 38 Ma se presenta

un magmatismo NNW-SSE asociado con la SMO, pero a partir de los 17 Ma se tiene ya un
cambio defino en la orientación del arco (E-W), el cual se considera de la FVTM.

Figura 2.2 Distribución geográfica de fechamientos de roca del centro de México. Se muestra la
probable evolución del arco volcánico (franjas grises) desde 38 Ma al presente. Imagen tomada de
Ferrari et al. (1999).

2.3 Generalidades de la Faja Volcánica Trans-Mexicana (FVTM)
La Faja Volcánica Trans-Mexicana es un arco magmático producto de la subducción de las
placas oceánicas de Cocos y Rivera debajo de la placa Norteamericana. Está formada por
8,000 estructuras volcánicas y cuerpos intrusivos, y abarca desde las costas del Pacífico en
Jalisco y Nayarit hasta las costas del Golfo de México en Veracruz. Comprende un área de
160,000 km2 con una longitud de 1,000 km de largo y una amplitud variable de 80 a 230 km
(Gómez-Tuena et al., 2005; Ferrari et al., 2012).
La FVTM se ha dividido en 3 grandes sectores según sus características geológicas, por la
presencia de grandes sistemas de fallas y por su tectónica (Figura 2.3). El sector occidental
comprende de las costas de Jalisco y Nayarit hasta punto triple de Zocoalco-Chapala-Colima;
el sector central está limitado desde el punto triple hasta el sistema de fallas de Taxco-San
Miguel de Allende y finalmente, el sector oriental va del sistema de fallas a las costas del
Golfo de México en Veracruz, (Allan, 1986; Pasquaré et al., 1988).

Figura 2.3 Mapa con las principales provincias geológicas de México, donde se observa la ubicación
de la FVTM, que está dividida en 3 sectores: Occidental, Central y Oriental. En el cuadro rojo se
observa la localización del área de estudio y en círculo azul la ubicación de la Ciudad de México
(Modificado de Gómez-Tuena et al., 2005).

Algunas de las características más importantes y peculiares de la FVTM son su oblicuidad
con respecto a la trinchera, ya que presenta una orientación preferencial E-W, con un ángulo
de 16° en la parte más occidental del arco, por lo que atraviesa a la mayoría de las provincias
geológicas del centro del país (Ortega-Gutiérrez et al., 1992). También, exhibe una enorme
variabilidad geoquímica y composicional que va desde magmas con firmas geoquímicas tipo
OIB (Oceanic Island Basalt) hasta magmas que presentan firmas típicas de subducción. Así
mismo, los principales estratovolcanes presentan una orientación perpendicular al arco,
(Ferrari et al., 2012).
Aunque no existen afloramientos del basamento sobre el cual se emplazó la FVTM, las paleo-
reconstrucciones realizados por autores como Campa y Coney (1983) y Sedlock et al. (1993)
permiten inferir un basamento heterogéneo compuesto por terrenos tectonoestratigráficos de
edad, composición y extensión diferentes (Figura 2.4). Así, el sector occidental de la FVTM
estaría dominado principalmente por un basamento mesozoico del terreno Guerrero. Por otro
lado, el sector oriental fue probablemente emplazado sobre un basamento precámbrico que
es el microcontinente Oaxaquía, mientras que el sector central está compuesto por el terreno
Mixteco y la plataforma Guerrero-Morelos.

Figura 2.4 Mapa satelital donde se observan los principales terrenos tectonoestratigráficos de México
y que podrían ser parte del basamento de la FVTM. (Modificado de Gómez-Tuena, 2005).

2.3.1 Características Geofísicas de la FVTM
En los últimos años se han realizado estudios geofísicos como son: Mapping the Rivera
Subduction Zone (MARS), Middle America Subduction Experiment (MASE)y Veracruz-
Oaxaca Seismic Line (VEOX), que sumados con investigaciones anteriores, han aportado
información importante sobre la geometría de las placas en subducción. Enseguida se
presentan algunos de los resultados obtenidos por diversos autores sobre dichas evidencias
geofísicas.
Geometría de las Placas en Subducción
La placa de Rivera y de Cocos son dos remanentes de la gran placa de Farallón, que se
desintegró en el momento en que la cresta Meso-Oceánica chocó con la zona de subducción
en la trinchera Mesoamericana. Esto generó una reorganización de los remanentes y cambios
en sus velocidades de subducción (Gómez-Tuena, 2005). La placa de Rivera tiene una edad
aproximada de 13 Ma y presenta una velocidad de 1.7 a 2.2 cm/año (DeMets et al., 1994),
con un ángulo de inclinación de 40° debajo del frente del arco y de 70° por debajo de la
FVTM y la placa termina a los 350 km de profundidad (Yang et al., 2009). Por otro lado, la
placa de Cocos tiene una edad de 17 a 13 Ma y presenta una velocidad de 4.7 a 6.7 cm/año,
con un ángulo de inclinación inicial de 15° en los primeros 80 km. Posteriormente tiene un
deslizamiento subhorizontal a lo largo de 200 km, para tener un cambio abrupto en su ángulo
de inclinación a 75° y dejar de registrarse a los 450 km de profundidad (Pardo y Suarez,
1995; Pérez-Campos et al., 2008). Son estas características tan peculiares en la geometría de
las placas lo que se considera como uno de los factores más importantes en la oblicuidad del
arco con respecto a la trinchera.
Espesores Corticales de la FVTM
Ferrari et al. (2012) compilaron toda la información al respecto y elaboraron un mapa en el
que se muestran los diferentes espesores de la corteza a lo largo de la FVTM (Figura 2.5). En
él se puede observar que la FVTM presenta espesores que van de los 20 km en las costas a
50 km en el sector central. Con espesores promedio de los 35 a los 40 km. Es interesante
mencionar que a pesar de que se presenta un basamento muy heterogéneo, los espesores sean
tan gruesos y en promedio muy similares.

Figura 2.5 Mapa digital de elevación donde se observa con sombreado amarillo la ubicación de la
FVTM y con líneas los diferentes espesores de la corteza para el centro de México. (Modificado de
Ferrari et al., 2012).
2.3.2 Evolución Magmática de la FVTM
Respecto a la evolución magmática de la FVTM, enseguida se recuerda de manera muy breve
los 4 episodios magmáticos de que se compone (Figura 2.6).
1er episodio magmático (~23 – 8 Ma): Ocurrió del Mioceno Temprano al Tardío; está
conformado por pulsos de composición química intermedia (andesitas y dacitas), que se
emplazaron con una orientación E-W desde Morelia a Querétaro y en las costas del Golfo de
México en los sectores central y oriental de la FVTM (Pasquaré et al., 1991; Capra et al.,
1997). Las rocas que se encuentran en el sector oriental de la FVTM presentan firmas
geoquímicas características de las adakitas, (Gómez-Tuena et al., 2005; Ferrari et al., 2012).
2° episodio magmático (11 - 3 Ma): Estos pulsos comenzaron en el Mioceno Temprano y
se emplazaron desde Nayarit hasta Veracruz a lo largo de la zona norte de la FVTM.
Comenzaron a emplazarse en el sector occidental y se fueron desplazando a través de esta
zona con dirección al sector oriental, hasta finalizar su magmatismo en el Plioceno. Presentan
composiciones químicas básicas, es decir, basaltos, basalto andesitas y sus correspondientes
alcalinos (Ferrari et al., 2000a). En su mayoría presentan características típicas de

subducción, aunque los magmas emplazados en Hidalgo presentan firmas asociadas a
magmas intraplaca (Orozco-Esquivel et al., 2003).
3er episodio magmático (7.5 – 3 Ma): Comenzó con algunos pulsos de composición silícica
a finales del Mioceno y principios del Plioceno, estos pulsos estuvieron caracterizados por
domos de composición dacítica y riolítica y enormes volúmenes de ignimbrita que se
emplazaron en el sector occidental de la FVTM, con una migración hacia el sur de los
magmas máficos del pulso anterior (Ferrari et al., 2000a). Posteriormente, en el área del Rift
de Colima ocurrieron pulsos de magmas básicos, principalmente basaltos alcalinos.
4° episodio magmático (3 Ma – Presente): Ocurrió desde el Plioceno hasta el Cuaternario,
está caracterizado por una enorme variabilidad composicional, y se extiende a lo largo de
toda la FVTM. Los magmas presentan predominantemente una composición andesítico-
dacítica con firmas típicas de subducción, aunque en el sector occidental siguen
presentándose algunos magmas con firmas intraplaca. Está dominado por campos
monogenéticos y comienzan a surgir los grandes estratovolcanes como el Nevado de Toluca,
Volcán de Fuego de Colima, Popocatépetl, Tláloc, Telapón e Iztaccíhuatl que presentan una
dirección perpendicular al arco.

Figura 2.6 Mapas digitales de elevación con la evolución magmática de la FVTM, en los recuadros superiores se observan la ubicación geográfica
de los diferentes pulsos y su respectiva migración, y en los recuadros inferiores se presentan diagramas de TAS con la clasificación de las rocas para
cada episodio. (Imagen Modificada de Ferrari et al., 2012).

2.4 Marco Geológico del Área de Estudio
La Sierra de Pachuca se localiza en el sector oriental de la FVTM, a una distancia de 400 km
de la trinchera Mesoamericana. Esta área está caracterizada por la presencia de ciertos
estratovolcanes, campos volcánicos monogenéticos, así como domos y flujos de lava
fisúrales relacionados con sistemas de fallas (grabens). Son este tipo de estructuras
geológicas las que moldean y controlan la distribución de los magmas en superficie
(Ramírez-Ramírez, 2016).
Como se mencionó previamente, en el sector oriental de la FVTM, según los estudios
realizados por Sedlock et al. (1993) y Ortega-Gutiérrez et al. (1994), debe existir un
basamento precámbrico relacionado con el micro continente Oaxaquía, y que podría estar en
contacto con otros dos terrenos tectonoestratigráficos (Mixteco y Guerrero). Este basamento
no aflora en el área de estudio.
2.4.1 Sierra de Pachuca
La Sierra presenta una orientación noroeste-sureste y está limitada por la Sierra Madre
Oriental al norte y forma parte del límite nororiental de la Cuenca de México (Geyne et al.,
1963). Alcanza altitudes de poco más de 3,000 m como en la Peña del Zumate y la Peña del
Águila con 3,049 msnm. Se extiende 30 km al sureste de Real del Monte hasta Cuyamaloya,
continua al sureste con el nombre de Sierra de Singuilucan a lo largo de otros 25 km, en
donde desaparece en Apan. Hacia el noroeste de Real del Monte, la Sierra de Pachuca se
extiende 20 km, y después continua con el nombre de Sierra de Actopan por unos 45 km
(Geyne et al., 1963).
Está compuesta por rocas volcánicas del Cenozoico, con composiciones predominantes de
andesita, dacita y riolita, emplazadas en forma de flujos de lava e inyecciones magmáticas
que formaron los domos, así como algunos depósitos piroclásticos interestratificados
(Sánchez-Rojas et al., 2005). Geyne et al. (1963) realizaron un trabajo cartográfico y
estratigráfico exhaustivo en la Sierra de Pachuca, y propusieron 10 formaciones, de las cuales
8 de ellas se les nombró como Grupo Pachuca (con edades relativas que van del Oligoceno
al Plioceno). Las dos formaciones restantes se refieren a derrames y flujos andesíticos más
jóvenes y focalizados. Estas formaciones fueron definidas con base en unidades litológicas

individuales, así como por la presencia de diferentes discordancias estratigráficas,
erosionales y angulares. En diversas formaciones se observa la presencia de diques y rocas
intrusivas. La Sierra de Pachuca ha sufrido de diferentes procesos como intemperismo,
hidrotermalismo y fallamiento (Aparicio-Canales y Contreras-Cruz,2016; Sánchez-Rojas, et
al., 2005).
Basamento
No hay registro de que las secuencias sedimentarias marinas y continentales mesozoicas, que
corresponderían al basamento, afloren dentro del distrito de Pachuca-Real del Monte. Los
afloramientos más cercanos se encuentran a unos 8 km y consisten de rocas clásticas del
Cretácico Superior. La unidad mesozoica más antigua, que se encuentra cerca del distrito, es
la Formación El Doctor (Albiano-Cenomaniano). Al suroeste, la Formación El Doctor está
cubierta discordantemente por la Formación Cuautla de edad Turoniana. Posteriormente, la
Formación Mexcala-Méndez, que consiste en lutita y arenisca interestratificada, sobreyace a
la Formación Cuautla y facies asociadas o a la Formación el Doctor en distintos sitios
cercanos al distrito. Sin embargo, se piensa que la Formación Mexcala-Méndez no se
encuentra debajo de la Sierra de Pachuca por una estructura anticlinal que se cree caracteriza
al basamento (Geyne et al.,1963).
Sobre las rocas que conforman al basamento Mesozoico, se presenta una sucesión de rocas
cenozoicas sedimentarias con una marcada discordancia angular. A estas rocas Segerstrom
(1956) las nombró como Grupo El Morro y están conformadas por materiales erosionados
del basamento cretácico. Existen conglomerados calcáreos rojizos no marinos que se
presentan en estratos masivos. Estos estratos están intercalados con material piroclástico y
derrames de lava contemporáneos de composiciones basáltico-andesíticas. Se les
correlacionó una edad del Eoceno Tardío al Oligoceno Temprano, con base en una
correlación estratigráfica con el conglomerado de Guanajuato, donde se encontraron
vertebrados fósiles (Fries et al., 1955). No obstante, debido a la topografía que se presenta en
el área, se cree que posiblemente no se encuentren debajo de la Sierra de Pachuca (Geyne et
al., 1963).

2.4.2 Geología del Grupo Pachuca
Como se mencionó, el Grupo Pachuca está conformado por 8 formaciones volcánicas, de las
cuales se describen sus principales características en la Tabla 2.2. Respecto a la edad del
Grupo Pachuca, se carecen de edades isotópicas puntuales de las rocas que lo conforman,
sólo se cuentan con algunas edades especulativas que fueron inferidas por medio de
correlaciones estratigráficas. Según algunas correlaciones realizadas por Fries et al. (1955)
entre los conglomerados calizos del Grupo El Morro y el Conglomerado Guanajuato, donde
se encontraron vertebrados fósiles, se propuso una edad relativa del Eoceno Tardío-
Oligoceno Temprano. Por lo anterior, las rocas volcánicas que conforman a la Sierra de
Pachuca deben presentar edades posteriores al Grupo El Morro. Para fijar la edad de la parte
superior de la secuencia, se utilizó el análisis de hojas fósiles que se encontraron en capas
piroclásticas de la Formación Cerezo y se propuso una edad del Plioceno. Cabe mencionar
que este estudio se realizó en el año de 1925, hace ya varios años y se puede considerar que
es un fechamiento especulativo ya que no se utilizan a las hojas fósiles para fechar unidades
sedimentarias tan jóvenes. Las edades mencionadas anterio Geyne et al. (1990) reportan una
edad de K-Ar realizada en el intervalo de las formaciones Santa Gertrudis a Zumate, que va
de los 23.7-21.6 Ma (K-Ar). Posteriormente, Mckee et al. (1992) reportaron una edad de la
mineralización para el distrito de Pachuca de 20.3 ± 0.5 Ma (K-Ar). Según los intervalos que
propone este autor, la mineralización es 1.5 Ma más joven, por lo que la roca encajonante
tendría edades aproximadas a los 22 Ma.
Las rocas del Grupo Pachuca han sufrido diferentes procesos de alteración e intemperismo.
Principalmente hay cloritización, silicificación, sericitización y calcitificación.
Probablemente, una parte fue de origen deutérico y la otra por fluidos hidrotermales
posteriores. Este grado de alteración está relacionado a la cercanía de vías o conductos de
flujo hidrotermal como fracturamiento y la presencia de diques y cuerpos intrusivos que
pudieron haber alterado la mineralogía de las rocas (Geyne et al.,1963).

Tabla 2.2 Principales características de las formaciones que constituyen a la Sierra de Pachuca.
(Modificado de Geyne et al.,1963 y Geyne et al., 1990).
Formación Edad Descripción Espesor (m)
Relación Estratigráfica
San Cristóbal
Mioceno
Medio
Derrames densos de andesita, con capas
piroclasticas basales e intercaladas, que
forman la cima del Cerro San Critóbal.
También se usa para otros basaltos y
andesitas que parecen tener relación
estratigráfica.
10-120
Sobreyace a la Fm. Pachuca con
discordancia angular, en otras partes del
distrito descansa discordantemente con las
Fm. Zumate, Tezuantla, Cerezo y Vizcaína.
Zumate
Mioceno
Temprano-
Medio
Derrames y capas volcánicas epiclásticas de
composición dacítica.
50-360
No se cononoce, pero se estima que la Fm.
Zumate es más joven porque presenta edad
post-mineralización al contrario de
Tezuantla.
Tezuantla
Mioceno
Temprano-
Medio
Sucesión de derrames de lava dacítica que
afloran en el ángulo suroriental del distrito.
50-150
Descansa con discordancia erosional sobre
las capas epiclásticas de la Fm. Cerezo, o
con disconrdancia angular sobre Fm.
Vizcaína.
Cerezo
Mioceno
Temprano-
Medio
Derrames y capas volcánicas epiclásticas de
composición variable de riolita a dacita.
50-220
Sobreyace a la Fm. Vizaína y otras
formaciones con una marcada discordancia
angular, descansa sobre Fm. Santa
Gertrudis, Real de Monte y Pachuca.
Vizcaína
Oligoceno-
Mioceno
Temprano
Derrames de lava, y estratos piroclásticos
basales de composición andesita-dacita. 200-600
Discordancia erosional con una marcada
relación angular con la Fm. Santa Gertrudis.
Santa Gertrudis
Oligoceno-
Mioceno
Temprano
Rocas de derrame masivo de lava y de otros
estratos piroclásticos de composición
andesítica, que cambian localmente a
dacítica.
200-350
Descansa concordantemente sobre la Fm.
Real del Monte.
Real del Monte
Oligoceno-
Mioceno
Temprano
Interestratificación de derrames de lava, roca
de derrame masivo y capas piroclásticas de
composición andesítica y dacítica.
120-350
Cubre concordantemente a la Fm.
Pachuca.
Pachuca
Oligoceno-
Mioceno
Temprano
Consiste miembro piroclástico basal,
derrames andesíticos y dacíticos
interestratificados con miembros
piroclásticos lenticulares.
110-620
Sobreyace a Fm. Corteza con una
discordancia erosional ligera.
Corteza
Oligoceno-
Mioceno
Temprano
Derrames andesíticos y basálticos con un
miembro piroclástico basal. Única con una
andesita no porfídica. Se propone según
veta corteza de mina San Juan Pachuca.
50-300
Sobreyace a Fm. Santiago con una
discordancia erosional ligera.
Santiago
Oligoceno-
Mioceno
Temprano
Derrames de lava y rocas piroclásticas
intererstratificadas, de composición variable
de andesita a riolita con intercalaciones de
rocas volcánicas epiclásticas.
480
Discordante sobre el Grupo el Morro o
con discordancia angular sobre
formaciones cretácicas.
G
ru
p
o
P
a
ch
u
ca

Es importante mencionar que, en trabajos más recientes, durante la realización de la carta
geológico-minera del Distrito de Pachuca, Sánchez-Rojas et al. (2005) proponen hacer una
nueva clasificación para las rocas que conforman al distrito y por tanto a la Sierra de Pachuca.
Esta propuesta se hace con base en que, según el Código de Nomenclatura Estratigráfica, el
término “formación” no aplica para rocas de tipo ígneo, por lo que no es adecuado para
definir a este tipo de rocas en este distrito. Además, de que es muy difícil separar las unidades
debido a su semejanza litológica y por la presencia de continuos acuñamientos y cambios de
espesores, que no permiten seguir una continuidad en las unidades. Por lo que decidieron
agruparlasen nuevas unidades que presentaran cambios litológicos más evidentes y
diferenciables, y que se apegaran a los códigos actuales de nomenclatura, en la Tabla 2.3 se
puede observar la nueva propuesta presentada por estos autores para las rocas que conforman
el distrito minero de Pachuca-Real del Monte, así como su columna estratigrafía.

Tabla 2.3 Nuevas división de unidades para las rocas volcánicas que conforman a la Sierra de
Pachuca, así como la columna estratigráfica propuesta por Sánchez-Rojas et al. (2005).
Unidad Formaciones Gayne Descripción
(Qho al),
(Qho co) Coluvión o aluvión
Materiales depositados en abanicos aluviales y
sobre llanuras de inundación.
(Qptho Pu) Toba Cubitos
Compuesto principalmente por oleadas
volcánicas depositadas, con partículas de
pómez blanca.
(Qpt TR-R) Riolita Navajas
Relacionado al magmatismo de la Sierra de
Las Navajas, son rocas de comp. riolítica con
flujos de lava y domos íntercrecidos con
depósitos de caída y de flujo.
(TplQpt B-Pc) San Cristóbal
Derrames de lava, capas clásticas constituidas
por ceniza y lapilli oscuros y rojizos, bloques,
bombas y niveles de escorias de composición
andesítica.
(Tm R-TR) Tezuantla y Cerezo
Ambas de comp. riolítica y dacita, estan
compuesta por un horizonte epiclástico a la
base, seguida de derrames riolíticos masivos.
(To A-BvA)
Corteza, Pachuca, Real
del Monte, Santa
Gertrudis y Vizcaina
Derrames, depósitos de caída y brecha
andesítica, hacia su base presenta derrames
basálticos con un miembro piroclástico basal, y
andesita no porfídica.
(To R-Ig) Santiago
Derrames de lava y flujos piroclásticos
intercalados de comp. riolítica, que en ciertos
niveles denotan la presencia de ignimbrita.

CAPÍTULO III
TÉCNICAS ANALÍTICAS
En el presente capítulo se describen los métodos y técnicas analíticas que se llevaron a cabo
para la obtención de los análisis petrográficos, geoquímicos e isotópicos.
3.1 Muestreo de Rocas Volcánicas
Se realizaron dos salidas al campo en los meses de enero y marzo de 2017, durante las cuales
se localizaron los puntos de interés con apoyo de las cartas topográficas de Pachuca de Soto
(F14-D81) y Tulancingo (F14-D82) a escala 1: 50,000 (INEGI, 2000). Una vez que se arribó
a los sitios se realizó una descripción general del afloramiento y se registró su localización
con apoyo de un GPS. Se tomaron las muestras que fueran más representativas de cada uno
de los afloramientos descritos. Para ello, con la ayuda de marros de acero de diferentes pesos,
se obtuvieron fragmentos de un tamaño de 15 cm de largo y de 5 a 20 kg de peso, y sin
alteración por hidrotermalismo o intemperismo (Figura 3.1A). Posteriormente, las muestras
se embolsaron, etiquetaron y sellaron para ser analizadas en gabinete.
En gabinete se continuó con el proceso de limpieza, retirando con el apoyo de un marro y
una placa de acero los restos de costra y alteraciones como vetas o amígdalas que no se
hubieran podido retirar en campo. Se seleccionó una muestra para la realización de las
láminas delgadas necesarias para los análisis petrográficos, señalando el punto y la cara que
se deseaba obtener de la muestra, en la mayoría de los casos procurando que cortara
estructuras para poder obtener un mapeo representativo de la misma.

Figura 3.1 A) Se muestra el proceso de extracción de una muestra en campo para su posterior análisis
en gabinete. B) Proceso de trituración de una muestra de roca para la elaboración de los análisis
geoquímicos.
3.2. Descripción Petrográfica y Conteo Modal de Fases
Los análisis petrográficos se realizaron a través de un microscopio petrográfico Olympus
BX-60 del LUGIS. Se realizó primero la identificación de los minerales según sus
propiedades ópticas, tanto en luz polarizada como en nicoles cruzados para poder determinar
sus características texturales y la paragénesis mineralógica a la que estuvieron asociadas para
establecer una clasificación petrográfica. Posteriormente, se realizó un conteo modal de fases
con la ayuda de un contador de puntos manual mecánico. Consistió en el conteo de 600 a 800
puntos por lámina. En el caso de las muestras con textura porfídica se consideró como
fenocristal a aquellos cristales cuyo tamaño fuera superior a los 0.3 mm.
3.3 Trituración y Pulverización
En el caso de los análisis químicos, se realizó la obtención de fragmentos de 2 cm de longitud
con ayuda de un cartón, un marro y una placa de acero (Figura 3.1B). Para cada muestra se
obtuvo una cantidad aproximada de 1.5 a 2.0 kg de fragmentos, la cual se consideró
representativa de cada unidad litológica identificada. Posteriormente, los fragmentos de roca
fueron embolsados y etiquetadas para continuar con el proceso.

Los fragmentos de roca fueron lavados para eliminar cualquier rastro de suciedad que pudiera
afectar el resultado de los análisis (Figura 3.2). Una vez que han sido adecuadamente lavados
y enjuagados los fragmentos, se ponen a secar en papel durante un período de 24 horas y
cubiertos para evitar contaminarlos.

Figura 3.2 A) Proceso de lavado de las rocas
para eliminar cualquier rastro de mugre y suciedad. B) Fragmentos ya lavados y en proceso de secado
para su posterior pulverización.

Ya que las muestras se encontraban perfectamente secas, se realizó el proceso de
pulverización mediante un mortero mecánico con anillos de acero de la marca BICO (Figura
3.3A, B). Antes de comenzar con el proceso de pulverización es necesario asegurarse de que
el mortero se encuentre perfectamente limpio. Enseguida se agrega una pequeña cantidad de
muestra al mortero y se pulveriza durante 10 segundos. El polvo que se obtiene es desechado.
Este procedimiento se realiza para “contaminar” el mortero con la muestra a tratar.

Figura 3.3 A) Mortero mecánico marca BICO utilizado para la pulverización de las rocas. B) Anillos
de acero donde se introduce la muestra para ser pulverizada por el mortero. C) Polvo resultante de la
pulverización en el mortero, debe tener una textura similar al talco.
Posteriormente, se agregan poco a poco los fragmentos de muestra y se pulverizan durante
50 segundos, hasta obtener una textura del polvo similar al talco (Figura 3.3C). El polvo
embolsado, debidamente etiquetado y sellado para continuar con el proceso de preparación
de las muestras. Este procedimiento se realizó para cada una de las muestras en el Taller de
Molienda, del Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS), en el Instituto
de Geofísica, UNAM.
3.4 Cuarteo
Este procedimiento tiene como finalidad, que la muestra de polvo se homogenice y se pueda
obtener una porción representativa de ésta. Es muy importante realizarlo adecuadamente para
que los datos que se obtengan del laboratorio sean confiables. En el presente caso, se vació
el polvo total de una muestra sobre dos hojas de papel unidas y con ayuda de una
microespátula se transportó el polvo de una hoja a otra (Figura 3.4A). Este procedimiento se
realizó cuatro veces. Después, el montículo de polvo se dividió en cuatro partes (Figura
3.4B). Tres de las cuatro partes se devuelven a la bolsa donde estaba empacado el polvo, y

el pequeño montículo sobrante se mezcla nuevamente durante un par de minutos. Finalmente
se toma la cantidad de muestra para el análisis respectivo. Con el apoyo de una balanza
analítica se pesaron 10 gr de muestra para los análisis por Fluorescencia de Rayos X (FRX)
(Figura 3.4C). Se depositó esta cantidad en una bolsa enserada, se etiquetó y selló
perfectamente para su posterior análisis. En el caso de los elementos traza e isotopía se
agregaron 0.12 gr de muestra a cada uno de dos pequeños frascos de vidrio para los análisis
respectivos. Este procedimiento se llevó a cabopara cada una de las muestras seleccionadas
en el Taller de Separación de Minerales del LUGIS, en el Instituto de Geofísica, UNAM.

Figura 3.4 A y B) Imágenes que muestran el proceso de cuarteo de una muestra de roca pulverizada:
primero se mezcla perfectamente y después se divide en cuatro partes para tomar la muestra
representativa. C) Pesaje posterior al cuarteo de la roca en pequeñas bolsas de cera para el transporte
al laboratorio de FRX.
3.5 Análisis de Elementos Mayores por FRX
La Fluorescencia de Rayos X (FRX) permite obtener la concentración de los elementos
mayores, menores y algunos traza de una muestra de roca (Valentinuzzi, 2008). Para ello, es
necesario preparar la muestra hasta obtener una perla, siguiendo la metodología del manual
de métodos analíticos del Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X del Laboratorio Nacional
de Geoquímica y Mineralogía (LANGEM), Instituto de Geología. Enseguida se describen
brevemente los pasos seguidos.

Inicialmente se determina la pérdida por calcinación (PxC) de la muestra. Para ello, se pesa
en una balanza analítica 1 gr de muestra colocada en un crisol de porcelana, el cual se
introduce en una mufla durante 1 hr a una temperatura de 1,100 °C (Figura 3.5A).
Posteriormente, se extrae y se deja enfriar durante varios minutos. Se vuelve a pesar el crisol
con todo y muestra y se registra la cantidad de muestra perdida. Para ello se utiliza la fórmula
siguiente:
(%)PXC = (peso seco - peso calcinado) x 100.

● En el presente estudio se determinaron las concentraciones de elementos mayores y
menores de 18 muestras de roca del área de estudio. Para cada muestra se preparó una
perla al utilizar 8 g de un fundente de Li2B4O7-LiBO2 (50:50 %) con 0.4 gr de polvo
de muestra (Figura 3.5B). Los componentes se agregaron a un pequeño vaso de
precipitado donde con ayuda de un vortex se mezclan perfectamente hasta tener una
sustancia totalmente homogénea. Posteriormente, se agrega a un crisol de Pt (5% Au)
y se introduce en un hornillo con quemadores Fisher (Figura 3.5C) hasta alcanzar
1,100 °C, durante un tiempo aproximado de 10 min. En algunos casos y dependiendo
del fundente y la capacidad de calentamiento, se agregan unas gotas de una solución
de LiBr (concentración de 250 g/L), lo que favorece el desprendimiento de la perla
del molde. Con ayuda de un chupón se extrae la perla y se coloca sobre una base de
aluminio donde se deja enfriar (Figura 3.5D) para etiquetarla posteriormente.

● Las 18 perlas de las muestras de roca se introdujeron dentro de un espectrómetro
secuencial de rayos X marca Rigaku Primus II, equipado con un tubo de rodio y
ventana de berilio de 30 micras, y su análisis toma en promedio un tiempo de 10
minutos. El espectrómetro está enlazado a una computadora con un software
especializado que con las señales obtenidas y extensas bases de datos permite obtener
la concentración de los elementos mayores de la muestra.
Los errores analíticos que presentan los análisis químicos en este laboratorio de
Fluorescencia de Rayos X son para los elementos mayores y menores de ~1%, los cuales son
muy buenos y aceptables a nivel internacional.

Figura 3.5 A) Mufla de calentamiento donde se introducen las muestras de roca para calcular el
porcentaje de pérdida por calcinación. B) Pesaje del fundente con la muestra, deben ser proporciones
exactas para que se obtengan resultados confiables. C) Proceso de fundición de la muestra. D) Perlas
resultantes de la fundición de las muestras para ser medidas en el Espectrómetro de Rayos X.
3.6 Análisis de Elementos Traza por ICP-MS
Para determinar la concentración de elementos traza, incluidas las Tierras Raras (REE), de
12 muestras de roca seleccionadas del área de estudio, se enviaron los polvos
correspondientes (0.12 g c/u) al Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI) del Centro de
Geociencias, Campus Juriquilla, UNAM (Figura 3.6). Los elementos traza son aquellos que
se presentan en concentraciones menores a 0.1% en peso. La técnica analítica utilizada fue
de ICP-MS (Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry), ya que es un método
multielemental y preciso en la determinación de masas atómicas en pequeñas
concentraciones. El equipo se conforma principalmente de dos partes, la primera de ellas es

el plasma acoplado inductivamente que se encarga de generar los iones de la muestra y la
segunda es el espectrómetro de masas que se encarga de separar y detectar esos iones. Las
muestras en polvo son puestas en solución líquida mediante una digestión química, para
después utilizar un ICP-MS marca Thermo Serie X. Los protocolos de trabajo son descritos
por Mori et al. (2009) y los errores analíticos son <5% en promedio.

Figura 3.6 Laboratorio de Estudios Isotópicos (LEI) del Centro de Geociencias, Campus Juriquilla,
UNAM.
3.7 Determinación de las Relaciones Isotópicas de Sr y Nd
Se determinaron las relaciones isotópicas de estroncio y neodimio de 12 muestras de roca
seleccionadas del área de estudio. Los trabajos analíticos fueron desarrollados por el autor
del presente trabajo, bajo la supervisión de los Técnicos Académicos M. en C. Gabriela Solís
Pichardo y M. en C. Gerardo Arrieta García, en las instalaciones del Laboratorio
Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS), Instituto de Geofísica, UNAM. Los
procedimientos analíticos se detallan en los manuales de operación internos del LUGIS
(LUGIS, 2000) y se resumen brevemente enseguida.
Pesaje
El pesado de las muestras se lleva a cabo en una balanza analítica de 5 dígitos. Para ello,
primero se pesa una bomba de Teflón de 15 mL con su tapa, previamente descargada
electrostáticamente, y se registra el peso; después se introduce la muestra en la bomba y se

vuelve a pesar. La diferencia del peso entre la bomba con la muestra y la bomba vacía será
el peso de la muestra (Figura 3.7 A, B, C).
Lixiaviado
Con el fin de eliminar materiales y elementos químicos contaminantes, se realizó un lixiviado
a las 12 muestras de roca. En este caso, a cada bomba de Teflón con muestra se le agregó
primero 10 mL de 6N HCl. Enseguida se calentaron a 100˚C por una hora y después se
dejaron enfriar para decantar y extraer el ácido añadido, tratando de evitar la pérdida de
muestra. Se agregó dos veces agua milli-Q (8 mL) para enjuagarlas adecuadamente. Las
bombas de Teflón se colocaron sobre una parrilla de calentamiento hasta que se evaporara
todo el líquido sobrante. Posteriormente se vuelven a pesar las bombas de teflón para conocer
la cantidad de muestra perdida durante el proceso de lixiviado.
Digestión Química
El propósito de la digestión química es el de poner en solución toda la muestra de roca en
polvo ya lixiviada. Para ello, se agrega a cada bomba de teflón 1 mL de ácido nítrico (16N
HNO3) y 5 mL de ácido fluorhídrico (HF) al 40%. Posteriormente, las bombas se tapan y se
colocan en la parrilla de calentamiento a 100°C por 48 hrs. Se puede saber que el
procedimiento ha finalizado cuando se tiene como resultado un residuo blanquecino, por lo
cual se retiran las bombas de la parrilla. Una vez que las bombas se han enfriado, se retiran
las tapas con mucho cuidado y se vuelven a colocar sobre la parrilla para evaporar el HF y
HNO3 sobrantes así como los fluoruros de silicio. Después de 6 a 8 horas de evaporación se
obtiene una pasta de color blanco. Se les agrega 5 mL de 6N HCl y se tapan nuevamente para
colocarlas en la parrilla de 8 a 12 horas.

Figura 3.7 A) Ventilador de antiestática que impide que la muestras se quede pegada en las paredes
de las bombas. B) Pesaje de las bombas para obtener el peso de las muestras de polvo antes de
comenzar con el proceso de digestión C) Calentamiento de las muestras en una parrilla para realizar
el proceso